三峽庫區龔家方強風化泥灰巖順層岸坡分層剝離模式分析

田 衛 明

(重慶電訊職業學院，重慶 402247)

0 引 言

自三峽水庫運行以來，三峽大壩長江上游沿線岸坡地質災害頻發，如2008年11月發生涼水井滑坡，2008年11月巫峽龔家方岸坡失穩，2009年10月發生神女溪青石滑坡及2015年5月巫山江東寺岸坡破壞失穩，這些地質災害嚴重威脅著長江航運及庫岸城市基礎設施安全。經調查發現，三峽庫區岸坡地質災害具有兩個顯著特征：一是從岸坡災害發生的數量和規模來看，呈減小趨勢，如三峽工程自2008年至2011年底，庫區累計發生崩塌、滑坡及岸坡變形共427處，其中2008年發生263處、2009年發生153處、2010年降至7處，2011年則僅發生4處；二是從岸坡坡體物性來看，逐漸由均勻土質岸坡或巖質岸坡向復雜巖土質岸坡演化的趨勢，同樣自2008年至2011年底，復雜巖土質岸坡破壞比例由2008年的5%上升至2011年的73%。因此，受庫水位升降和降雨復合條件下的復雜巖土質岸坡長期穩定問題是三峽庫區地質災害今后的研究熱點[1]，而強風化泥灰巖岸坡正是典型復雜巖土質岸坡之一，占三峽庫區長江沿線復雜巖土質岸坡的65%以上，因此，研究其岸坡破壞特征和機制，對于三峽庫區長期預警和減災具有指導意義。

三峽庫區廣泛發育巴東組地層，以灰巖和泥灰巖地層為主，灰巖或泥灰巖經庫水位升降、降雨或長期風化作用，岸坡內裂隙擴寬，巖體逐漸解體，形成具有層狀碎裂巖體結構特征的岸坡[2]。研究發現：巖溶風化是強風化泥巖存在的根本原因[3-5]，泥灰巖具有灰巖和泥巖的雙重特性，水流溶蝕灰巖中的鈣質成分，泥巖遭受風化泥質富集，巖體結構疏松，坡體內裂隙發育，成為溶蝕液體的新通道，從而加劇泥灰巖的風化進程，造成岸坡失穩破壞[6]。同時，岸坡坡體不同部位的巖溶風化程度不同，一般情況下，岸坡坡肩巖溶不發育，而坡腳巖溶發育顯著[7]，也是岸坡發生解體破壞的關鍵位置。

目前，關于三峽庫區強風化泥灰巖岸坡破壞模式尚未統一，如丁王飛等[8]提出了龔家方岸坡巖塊脫離的斷裂力學計算方法，但未對其破壞模式進行分析；劉海燕等[9]總結了三峽庫區泥灰巖岸坡的變形破壞類型為薄-中厚層塊裂式破壞、中-厚層點裂式破壞和厚-巨厚層層裂式破壞3種；歐光照等[10]、羅元華等[11]、劉海燕等[12]分別認為其破壞模式可分為滑移和滑移壓致拉裂破壞；殷坤龍等[13]提出了厚-薄互層泥灰巖傾倒變形破壞模式。從以上文獻可以發現，各位學者提出的破壞模式具有一個共性，均集中在強風化泥灰巖解體形成的巖塊滑移和傾倒破壞上，這是三峽庫區強風化泥灰巖岸坡破壞的基本特征。

筆者針對龔家方泥灰巖岸坡破壞特點，總結強風化泥灰巖岸坡破壞基本特征，提出了強風化泥灰巖岸坡分層剝離破壞模式，并解譯了其變形破壞機理，研究成果可為同類型岸坡變形破壞研究提供理論依據。

1 三峽庫區龔家方岸坡簡介

重慶市巫山縣巫峽鎮龔家方位于長江左岸，行政區劃屬于重慶市巫山縣巫峽鎮，距巫山城區水平距離為4.5～9 km。區內屬侵蝕中低山河谷地貌區，位于巫山縣縣城東4.5～9 km的巫峽峽口地段長江左岸。山勢呈NEE展布，山脊從西向東為長江大橋—大石坡—望天坪—陰坡—棺材蓋一線，山脊高程730(文峰觀)～1 211.5 m(棺材蓋)，山脊寬度5～10 m。長江谷底高程為30 m左右，相對高差1 181.5 m。山體北側地形坡角35°～42°，為順向坡。山體南側為龔家方岸坡區域，為逆向坡，500 m高程以下坡角35°～55°，500 m以上坡度進一步變陡，直至坡頂形成陡崖，坡角62°～74°。500 m高程以下發育橫向沖溝，越靠近江邊，切割越深。沖溝寬度一般3～6 m，溝兩側底部呈直立狀，沖溝切割深度5～50 m，獨龍一帶切割深度較大，沖溝內呈跌坎狀，跌坎高度5～12 m，沖溝兩側山體突出，如圖1。

圖1 龔家方岸坡區域地貌形跡Fig. 1 Geomorphology of Gongjiafang bank slope

2008年11月23日，巫山縣巫峽鎮龔家方岸坡突發大面積滑塌(圖2)，產生的涌浪高13 m，嚴重威脅長江航道安全。以危害對象、受災對象及損失程度為依據，巫山縣巫峽鎮龔家方至獨龍斜坡危害對象為：① 長江航道及過往船只，據統計，該航段每天過往的船只百余艘；② 堵江直接威脅巫山縣城及以上城市；③ 斷江將直接威脅三峽大壩正常發電。

圖2 龔家方岸坡滑塌形跡Fig. 2 Slump of Gongjiafang bank slope

2 強風化順層泥灰巖岸坡分層剝離機理

2.1 泥灰巖節理分析

龔家方岸坡位于橫石溪背斜近軸部及北西翼，巖層呈單斜產出，正常巖層產狀320°～350°∠55°～62°，沖溝兩側山脊近地表發生彎折，巖層產狀變緩，傾角23°～45°，為一順層巖質岸坡。

圖3為節理裂隙走向玫瑰圖示，龔家方岸坡巖體中發育一組縱張裂隙，產狀150°～170°∠42°～80°，該組裂隙與坡向一致，沖溝兩側山脊上多見，裂面平直，部分張開2～10 cm，一般延伸長度5～10 m，最長50 m，間距0.8～1.2 m/條。另外發育兩組“X”型剪切裂隙，產狀分別為80°～100°∠60°～78°和220°～240°∠62°～80°，該組裂隙短小，一般延伸長0.6～1.5 m，間距0.3～0.8 m/條。由于裂隙發育，加上風化卸荷作用，坡面巖體多形成巖塊。

圖3 節理裂隙走向玫瑰圖Fig. 3 Rose diagram of the trend of joints and fissures

2.2 泥灰巖風化特性

龔家方岸坡巖體主要為泥灰巖，為巴東組(T2b)地層第三段(T2b3)和第一段(T2b1)。其礦物組成主要為方解石、白云石、泥質，次為石英、巖屑與生物碎屑。泥灰巖經強風化作用后，一部分節理裂隙之間形成大量黏土礦物，并逐漸泥化形成鈣質泥化夾層，夾層中泥質含量最高達90%，主要礦物成分為水云母和綠泥石，含少量蒙脫石；另外一部分節理裂隙之間的碳酸鹽礦物被溶解、淋失，形成溶穴、溶孔等，節理面之間較為粗糙，但同樣含有泥質，含量在5%～35%之間，泥質經庫水浸泡后具有軟化特性，促使邊坡的滑移。而這兩類節理面構成了巴東組地層的易滑帶。

同時，巴東組第三段(T2b3)碳酸鹽構成巴東大斜坡的主體，一般為強風化巖體，風化程度向岸坡內部減弱，表層呈現為裂隙發育的碎裂巖體，呈塊狀。

2.3 分層剝離地質模型

泥灰巖岸坡經強風化作用，原生節理裂隙逐漸形成泥質含量較高的泥化夾層和泥質含量較低的粗糙面，而巖體經節理裂隙切割并經風化作用逐漸呈塊狀。根據強風化泥灰巖節理裂隙面的差異和泥灰巖巖塊的破壞模式，將三峽庫區龔家方泥灰巖岸坡分層剝離模型分為滑移剝離地質模型、傾倒剝離地質模型以及滑移-傾倒地質模型。

2.3.1 分層滑移剝離地質模型

圖4為強風化泥灰巖岸坡分層滑移剝離地質模型，該模型由強風化形成的碎裂巖塊和節理裂隙面之間的泥化夾層構成。在庫水位循環升降浸泡條件下，泥化夾層遇水逐漸軟化，強度降低，當泥化夾層強度降低到一定程度后，巖塊沿泥化夾層滑移，與后部巖塊分離。泥化夾層以上的巖塊相繼發生滑移破壞，泥灰巖岸坡表層逐漸被剝離。隨著風化程度加深，岸坡內部的泥化夾層強度進一步降低，下層的巖塊會出現相同的滑移現象，巖塊由上而下逐層滑移剝離破壞，如圖5。

圖4 分層滑移剝離地質模型Fig. 4 Geology model of hierarchy slippage exfoliation

圖5 龔家方岸坡具有滑移趨勢的巖塊Fig. 5 Rock blocks with slippage tendency in Gongjiafang bank slope

2.3.2 分層傾倒剝離地質模型

圖6為強風化泥灰巖岸坡分層傾倒剝離地質模型，該模型由強風化泥灰巖巖塊和泥質含量較低的節理面構成。對于泥質含量較低的節理裂隙面，孔隙率較大，庫水位下降時滲流驅動作用更強，逐漸帶走可溶性礦物和泥質，同時，流速較大的水溶蝕作用更強，水流在節理表面形成溶穴、溶孔，進一步增大泥灰巖孔隙率，與此同時，節理面表層泥質含量進一步降低，粗糙度增大。因此，節理面強度在庫水位作用下不減小反而增加，巖塊難以沿節理面滑移。但三峽庫區龔家方岸坡發現，庫水位升降作用將泥灰巖節理裂隙間的泥質帶走，岸坡前緣發生沉降，導致岸坡坡度加大，巖塊在重力的作用下傾倒破壞，如圖7。隨著庫水位作用的進一步加強，沉降量增大，后部岸坡同樣發生沉降，坡度增大，巖塊分層傾倒剝離現象向岸坡后緣延伸，岸坡泥灰巖巖塊逐層傾倒破壞。

圖6 分層傾倒剝離地質模型Fig. 6 Geology model of hierarchy toppling exfoliation

圖7 龔家方岸坡具有傾倒破壞趨勢的巖塊Fig. 7 Rock blocks with toppling tendency in Gongjiafang bank slope

2.3.3 分層滑移-傾倒剝離地質模型

泥灰巖岸坡分層滑移-傾倒剝離地質模型是滑移剝離地質模型和傾倒剝離地質模型的綜合體，如圖8。自然風化形成的泥灰巖節理裂隙面并不是單一的泥化夾層和粗糙面，同一個泥灰巖岸坡，可能形成多個泥化夾層和粗糙面，而節理裂隙面的情況決定了上覆巖塊的破壞方式。如圖9，對于含泥化夾層的節理裂隙面，巖塊發生滑移破壞，對于粗糙的節理裂隙面，巖塊發生傾倒破壞，甚至出現有些巖塊先滑移后傾倒的現象，但巖塊分層剝離的模式不會改變，為表層逐漸向內部、前緣逐漸向后緣剝離的方式進行，如圖9。

圖8 分層滑移-傾倒剝離地質模型及破壞模式Fig. 8 Geology model and failure model of hierarchyslippage-toppling exfoliation

圖9 龔家方岸坡具有分層滑移-傾倒趨勢的巖塊Fig. 9 Rock blocks with hierarchy slippage-toppling exfoliationtendency in Gongjiafang bank slope

3 分層剝離力學機理

3.1 分層滑移剝離力學機理

分層滑移剝離地質模型如圖4，對于二維模型而言，控制巖塊是否滑移的面為巖塊底部的滑移面和巖塊后緣的泥化夾層，針對分層滑移剝離地質模型，建立了單個巖塊分層滑移剝離力學模型(圖10)，模型中巖塊長為a，高為b，巖塊后緣泥化夾層發生拉破壞，沿滑移面滑動。

為了判識巖塊是否發生滑移，采用Mohr-Coulomb準則建立巖塊是否發生滑移破壞的力學判據：

(1)

其中，

τf=σtanφ+c

(2)

圖10 巖塊分層滑移剝離力學模型Fig. 10 Mechanical model of rock mass hierarchy slippage exfoliation

假定正應力與剪應力在滑移面上均勻分布，則：

(3)

(4)

其中，法向力N與切向力T由重力G的分量與泥化夾層的抗拉強度ft確定，得到：

N=Gcosα

(5)

T=Gsinα

(6)

因此，將式(5)、式(6)分別代入式(3)、式(4)，并代入式(1)整理得判定標準為：

(7)

對于二維應力狀態的分層滑移剝離力學模型，重力G可由下式(8)確定：

G=abγ

(8)

將式(8)帶入式(7)整理得

(9)

由此建立了分層滑移剝離的判別式，當Fs小于1即可認為巖塊發生滑移破壞。

式(1)～(9)中：a為巖塊長度；b為巖塊高度；Fs為巖塊穩定系數；σ為滑移傾角；τf為滑移面抗剪強度；τ為滑移面剪應力；σ為滑移面正應力；φ為滑移面內摩擦角；c為滑移面黏聚力；T為滑移面切向力；N為滑移面正壓力；G為巖塊重量；σt為泥化夾層抗拉強度；γ為巖塊重度。

3.2 分層傾倒剝離力學機理

圖6為分層傾倒剝離地質模型。當巖塊底部脫空，巖塊可能發生傾倒破壞，由此，基于分層傾倒剝離地質模型建立了其力學模型，如圖11。

傾倒剝離力學模型與滑移剝離力學模型有本質的區別，前者以轉動破壞為主，而后者以滑移破壞為主，因此，為了評價脫空巖塊的傾倒穩定性，建立了傾倒穩定判據：

(10)

圖11 巖塊分層傾倒剝離力學模型Fig. 11 Mechanical model of rock mass hierarchy toppling exfoliation

根據巖塊重心位置與傾覆點相對位置的不同，可分為以下兩種情況：

1)當重心位置未超過傾覆點時，重力在沿垂直于滑面方向的分力提供抗傾力矩，而重力在沿滑面方向的分力提供傾覆力矩，則抗傾力矩Mf由巖塊2個接觸面的抗拉強度以及重力在沿垂直于滑面方向的分力共同提供，由式(11)確定：

(11)

傾覆力矩M由巖塊重力在沿滑面方向的分力提供，為：

(12)

將式(8)代入式(11)、式(12)，并將式(11)、式(12)代入式(10)整理得：

(13)

2)當重心位置超過傾覆點時，重力在沿垂直于滑面方向的分力以及沿滑面方向的分力共同提供傾覆力矩，則抗傾力矩Mf由巖塊2個接觸面的抗拉強度提供，由下式(14)確定：

(14)

傾覆力矩M由巖塊重力在沿滑面方向的分力以及在沿垂直于滑面方向的分力共同提供，為：

(15)

將式(8)代入式(15)，并將式(14)、式(15)代入式(10)整理得穩定系數為：

(16)

由此建立了分層傾倒剝離的判別式，當Fs<1即可認為巖塊發生傾倒破壞。

式(10)～式(16)中：Mf為抗傾覆力矩；M為傾覆力矩；Fs為巖塊穩定系數；d為巖塊底部接觸長度；e為巖塊重心距轉動點的垂直距離，當巖塊重心位置在a/2內側時式(13)取正號，當巖塊重心位置在a/2外側時式(13)取負號；t1為巖塊底部接觸面抗拉強度；其他物理意義同上。

4 討 論

4.1 滑移傾角及巖塊長高比對巖塊分層滑移響應分析

為了探討滑移傾角及巖塊長度對巖塊分層滑移的響應機制，以龔家方岸坡為例，分析灰巖巖塊滑移的力學機理，巖塊重度為26.5 kN/m3，將表1的分界面物理力學參數代入式(9)，分別考慮不同滑移傾角、巖塊長高比等因素，獲得巖塊穩定系數變化規律，如圖12、13。

表1 龔家方岸坡巖塊分界面物理力學參數 Table 1 Physical and mechanical parameters of surface for Gongjiafang bank slope

在巖塊滑移條件下，巖塊穩定系數隨滑移傾角逐漸減小，當滑移傾角較小時，巖塊穩定系數較高，且穩定系數變化曲線降低較快，當滑移傾角逐漸增大，穩定系數緩慢降低，并趨于穩定，如圖12。由圖12可見：當滑移傾角小于15.5°時，巖塊穩定系數均大于1，而滑移傾角大于15.5°后巖塊穩定系數均小于1，表明龔家方岸坡傾角大于15.5°后巖塊將發生破壞，逐漸剝落，由此可見，滑移傾角15.5°是龔家方灰巖巖塊發生失穩破壞的臨界角度。

圖12 巖塊穩定系數隨滑移傾角變化曲線Fig. 12 Curve of stability coefficient of rock mass changing with sliding inclination angle

岸坡巖塊的滑移破壞與巖塊的尺寸直接相關，巖塊穩定系數隨長高比變化曲線如圖13。由圖13可見：巖塊穩定系數隨長高比近似線性變化，表明長高比越大，巖塊越穩定，即巖塊底面接觸長度相對高度越大，巖塊越穩定。從圖中還可以發現，當巖塊長高比大于2.4時，巖塊處于穩定狀態，而當巖塊長高比小于2.4時，巖塊發生破壞，由此可以認為長高比2.4是龔家方岸坡巖塊發生失穩的臨界值。

圖13 巖塊穩定系數隨長高比變化曲線Fig. 13 Curve of stability coefficient of rock mass changing with length-height ratio

4.2 巖塊底面接觸比對分層傾倒的響應分析

圖11顯示巖塊發生分層傾倒剝離，與巖塊底部的接觸面積直接相關，顯然，接觸面積越多，巖塊越不易于發生傾倒，而接觸面積越少，巖塊越易于發生傾倒破壞，巖塊穩定系數隨底面接觸比變化曲線(圖14)也顯示出這個現象。由圖14可見：巖塊傾倒穩定系數隨巖塊底面接觸比先緩慢增加然后快速增大，當接觸比小于0.27時，巖塊穩定系數小于1，發生失穩破壞，而接觸比大于0.27時，穩定系數先是緩慢增大，當接觸比大于0.5時，穩定系數加速增大，由此可見，接觸比0.27是龔家方岸坡巖塊發生傾倒失穩的臨界值，同時，接觸比越大，對巖塊的穩定越有利。

圖14 巖塊穩定系數隨底面接觸比變化曲線Fig. 14 Curve of stability coefficient of rock mass changing with the contact ratio

5 結 論

以三峽庫區龔家方岸坡為例，分析了三峽庫區強風化泥灰巖岸坡分層剝離機理，得到以下結論：

1)三峽庫區龔家方岸坡主要發育一組縱張節理和兩組“X”型節理，縱張裂隙順坡發育，“X”型節理切割形成泥灰巖巖塊，庫水位升降條件下節理面強風化形成泥化夾層或粗糙面，泥灰巖巖塊與節理面是構成岸坡分層剝離的基本條件。

2)三峽庫區強風化泥灰巖岸坡剝離地質模型根據龔家方岸坡特征可分為分層滑移、分層傾倒和分層滑移-傾倒剝離地質模型，分層滑移剝離地質模型適用于節理面含泥化夾層的岸坡，分層傾倒剝離地質模型適用于節理面較粗糙的岸坡，而分層滑移-傾倒剝離地質模型是前兩種模型的綜合體，該3種地質模型能較好地解譯三峽庫區龔家方岸坡剝離機理。龔家方岸坡主要破壞模式為滑移破壞與傾倒破壞。

3)建立了岸坡巖塊分層滑移及分層傾倒的力學模型及失穩判據，討論得出滑移傾角15.5°是龔家方灰巖巖塊發生分層滑移的臨界角度；長高比2.4是龔家方岸坡巖塊發生分層滑移失穩的臨界值；接觸比0.27是龔家方岸坡巖塊發生傾倒失穩的臨界值。